Термический режим и термическая зональность земных недр.

Гелиометрическая (от греч. гелио – Солнце), или деятельная зона, испытывающая сезонные колебания температуры - верхняя, (в среднем до 30 м) зона земной коры имеет температуру, определяемую солнечной радиацией. Ниже располагается еще более тонкая нейтральная зона (пояс) с постоянной температурой, соответствующей среднегодовой температуре данного места. Всю нижележащую толщу земной коры, а также мантию и земное ядро занимает геотермическая зона, температура которой определяется внутренними тепловыми источниками Земли, теплопроводностью пород и нарастает с глубиной.

В гелиометрической зоне выделяют два слоя – слой суточных (1,0–1,5м) и слой годовых колебаний температуры. В среднем для всего земного шара годовые колебания температуры распространяются до глубины 10–12 м в тропиках, до 42–45 м – в высоких широтах и до 10 – 40 м в нашей стране. В океанах годовые колебания температуры проникают до глубины 200-300 м.

Зона постоянной температуры (пли так называемый нейтральный слой) – где обнаруживается постоянство температуры в течение всего года. В Москве 4,2°С на глубине 20 м, в Якутске (–2°С) на глубине 10 м. Похолодания и потепления в четвертичный период (установлено 4–5 таких циклов) влияли на тепловой режим Земли до глубин 3–4 км (вечная мерзлота).

В геотермической зоне температура остается постоянной во времени и во-вторых, она растет вместе с ростом глубины. Величину нарастания температуры горных пород с глубиной, выражаемую в °С/м, называют геотермическим градиентом. Для расчета геотермического градиента Г=ΔТ/Δz необходимо знать приращение температур ΔТ в интервале глубин Δz.

Геотермический градиент в различных районах Земли изменяется от 0,1 до 0,01°С/м и зависит от состава горных пород, условий их залегания и др. факторов (близость или удаленность от вулканических очагов, радиоактивных элементов и т. д.) Геотермический градиент составляет на кристаллических щитах около 0,01 °С/м, на платформах – около 0,03, в складчатых областях – 0,1–0,05, в областях новейшего вулканизма – 0,2-0,5°С/м. Величина, обратная геотермическому градиенту, называется геотермической ступенью. Она колеблется от 10 до 100 м/°С.

В верхней 15–20-километровой толще земной коры на любой глубине ниже зоны с постоянной температурой значение температуры может быть приближенно оценено по формуле tz=tп+zГ, (3.1)

где tz – температура на глубине z, °С; tп – среднегодовая температура воздуха вблизи земной поверхности, °С; z – глубина, для которой определяется значение температуры, м; Г – геометрический градиент, °С/м.

3. Внешние и внутренние источники тепла.Тепловое состояние земной поверхности формируется за счет экзогенных (внешних) и эндогенных (внутренних) источников тепла. На долю экзогенного потока приходится около 99,5% всего тепла, поступающего в поверхностный слой Земли.

К эндогенным или внутриземным, источникам относится тепло, образующееся за счет гравитационной энергии, выделяемой при перемещении глубинного вещества в земное ядро в процессе его дифференциации (расслоения), распада радиоактивных элементов, адиабатического сжатия Земли и химических реакций в горных породах, а также «первоначальное тепло» земного шара, тепло кристаллизации и полиморфических превращений и процессов, ведущих к изменению структуры электронных оболочек ядер. Важным источником тепла является энергия земных приливов, т. е. деформаций Земли, происходящих преимущественно вдоль зон разломов под действием притяжения Луны и Солнца. Из всех перечисленных выше источников к главным относятся тепло гравитационной энергии дифференциации глубинного вещества (за счет роста Fе в ядре) и радиоактивное тепло.

Из всех видов теплопередачи (излучения, конвекции, переноса тепла водой и паром и др.) наибольшую роль в.горных породах играет молекулярная теплопроводность. Молекулярная теплопроводность осуществляется путем передачи тепла от одной твердой частицы к другой в местах их контактов.

Тепловой поток, поступающий из земных недр к земной поверхности Q (Вт/м2), может быть определен по уравнению теплопроводности

Q = – λ(dt/dz), (3.2)

где λ – коэффициент теплопроводности горной породы, численно равный количеству тепла в Дж, протекающему за 1 с через слой площадью 1 м² и толщиной 1 м, если разность температур обоих поверхностей слоя равна 1 К, Вт/(м К); dt/dz – вертикальный градиент изменения температуры, К/м. Из выражения (1) следует, что Г =Q/ λ.

Коэффициент теплопроводности, характеризующий свойства вещества передавать тепло, для различных горных пород и составных частей почвы неодинаков. При повышении плотности и давления, а значит, понижении пористости теплопроводность пород повышается. С увеличением влажности пород их теплопроводность резко увеличивается, так как коэффициент теплопроводности воды больше коэффициента теплопроводности воздуха.

Магматические и метаморфические породы обладают коэффициентом теплопроводности 2–4 (в среднем З Вт/(м·К), осадочные – 0,3–5 (в среднем 1,25 Вт/(м·К).

Молекулярная теплопроводность воды весьма незначительна: λ=0,592 Вт/(м·К) при температуре 293 К (20°С). Еще более низкой молекулярной теплопроводностью обладает воздух. При температуре 293 К коэффициент теплопроводности неподвижного воздуха составляет всего 0,025 Вт/(м·К).

В пределах наиболее устойчивых частей земной коры – щитов и платформ – тепловой поток минимален: 0,025–0,042 Вт/м². В границах спокойных районов континентов значение теплового потока 0,038– 0,050 Вт/м² и только местами увеличивается до 0,054– 0,059 Вт/м². В горных районах (Карпаты, Кавказ и др.) наблюдается повышение теплового потока до 0,084-0,168 Вт/м². На срединно-океанических хребтах, в рифтовых зонах и участках современного вулканизма тепловые потоки максимальны (0,2–0,4 Вт/м²). В ложе Мирового океана величина теплового потока близка к величинам на материковых равнинах.

Тепловой поток из земных недр характеризует основной масштаб энергетики планеты. Связанная с ним отдача энергии через поверхность Земли в единицу времени 3,21·10¹³ Вт примерно в 100 раз больше, чем вся энергия, высвобождающаяся при землетрясениях и вулканической деятельности. С энергетической точки зрения все остальные процессы, протекающие в земных недрах, становятся по сравнению с ним явлениями как бы побочными, сопровождающими лишь тепловую эволюцию Земли.

4. Тепловой баланс Земли.Основой для изучения всех форм преобразования солнечной энергии во внешней географической оболочке является уравнение теплового баланса, выражающее закон сохранения и превращения энергии. При этом поступающие потоки тепла учитываются со знаком плюс, расходуемые – со знаком минус.

Тепловой баланс Земли как планеты складывается из лучистого (радиационного) теплообмена:

Sо– Sоa– Sоп– Eэ– Еа=±ΔSз , (3.4)

где Sо – тепло, поступающее на верхнюю границу атмосферы от солнечной радиации; Sоa , Sоп – коротковолновая радиация, отразившейся от атмосферы и от земной поверхности; Eэ – эффективное излучение земной поверхностью длинноволновой радиации; Еа – излучение атмосферы; ΔSз – изменение теплосодержания системы «атмосфера – Земля за период времени Δt.

Рисунок 3.1 – Тепловой баланс Земли, Гдж/(м² год)

Разность между собственным излучением земной поверхности (Ез) и встречным излучением атмосферы (Еза) называют эффективным излучением.

Еэ = Ез – Еза (3.5)

Земля вместе с атмосферой теряет столько же радиации, сколько получает, и, следовательно, находится в состоянии радиационного равновесия.